南亚高压是夏季亚洲季风区对流层高层最显著的环流系统，其季节演变和形态变异对亚洲夏季风的爆发和推进过程有着重要影响。Mason and Anderson(1958)最早根据1957年国际地球物理年资料，较详细地分析了南亚高压的活动，指出除极涡外，南亚高压是北半球夏季100 hPa上最强大、最稳定的环流系统，并揭示了其行星尺度的影响范围和长期离开高原东西方向移动的现象。在此基础上Flohn(1960)提出南亚高压的形成是青藏高原热力作用的结果。事实上，南亚高压是北半球夏季形成、活动于对流层上部—平流层底部的带状高压，位于热带和中纬度西风带之间，主体随高度的增加向北倾斜，单体很明显，但是不同层次其温压场的配置并不相同：100～70 hPa南亚高压位于高纬暖区和低纬冷区之间的过渡带上，高压单体南方有比较冷的中心；200～300 hPa南亚高压中心恰好与该层次温度场的暖中心相对应(朱福康等，1980；张鸿才等，2004)。

北半球夏季南亚高压的活动与对流层中、低层西太平洋副热带高压的演变联系紧密。陶诗言和陈隆勋(1957)利用高空探空资料，指出由春到夏西藏高压(即下文所指的南亚高压)在青藏高原上空的建立过程与亚洲上空高空急流的“跳跃”转变有关。之后，陶诗言和朱福康(1964)通过个例分析首次提出，夏季西藏高压“似乎有绕着夏季平均位置作往返的振动趋势，当反气旋的位置发生一次振动，100毫巴流型便出现一次大调整，这时西太平洋的副高也相应地出现一次进或退的过程”。这种振荡的周期一般为10～20天(准双周)，而夏季南亚高压与西太平洋副热带高压的活动则表现为“相向而行”和“相背而斥”的关系。发现夏季南亚高压具有明显的纬向“准双周”振荡现象，是陶诗言先生对南亚高压研究的重要贡献之一；而夏季南亚高压和西太副高的位置关系则为我国的短期天气预报提供了重要理论依据。随即，陶诗言等(1965a，1965b)用气候态资料进一步证实了上述结论，并强调了高空环流系统对低空环流系统演变的重要影响。近期的研究表明，青藏高原的动力和热力强迫作用是造成夏季南亚高压“准双周”振荡的主要原因(Zhang et al.,2002; Liu et al.,2007)。Tao and Chen(1987)明确指出，南亚高压是位于对流层上部的亚洲夏季风系统主要成员，之后许多学者围绕南亚高压的活动特征及其与亚洲夏季风的联系开展了大量研究，推动了季风研究的深入开展。

事实上，从冬到夏南亚高压的位置和强度存在明显的季节变化。3月份以前，高空反气旋中心位于海洋上，4月份南亚高压在中南半岛上空建立(He et al.,2006；刘伯奇等，2009；Liu et al.,2012)，5～6月南亚高压自中南半岛北部登上高原，大多为1个中心，7～8月则有两个中心(朱福康等，1980；孙国武，1984)，分别在高原西部和我国东部停留或北上。罗四维等(1982)指出南亚高压120°E脊线大致有四次明显北跳，第一次是在5月16日，第二次是在6月5日到10日跨过25°N，长江流域进入梅雨期，第三次是在6、7月之交，脊线由28°N推进到31°N，第四次是在7月10日到15日脊线再次北跳到33°N。其中，5月南亚高压移到中南半岛北部上空，主要受海陆热力差异影响，6月南亚高压移到高原上空，主要受青藏高原热力作用影响(孙国武和宋正山，1987)。章基嘉等(1988)则指出南亚高压环流季节变化具有全球性质，对东亚大气环流季节变化和亚洲南部夏季风爆发以及我国东部地区旱涝分布具有指示意义，并且认为西风带准定常波和副热带瞬变波的相互作用是南亚高压建立的一种动力机制。Qian et al.(2002)指出南亚高压在季节循环中具有“趋热性”特征。而刘芸芸和丁一汇(2008)以及丁一汇等(2013)认为，印度夏季风爆发后两周左右，高层南亚高压控制了整个亚洲地区，副热带西风急流北跳，其与低空急流的耦合，触发了长江流域梅雨的发生。

同时，南亚高压的活动特征还具有明显的年际变化。1970年代末，陈咸吉等(1980)指出南亚高压面积和脊线位置存在准3年振荡现象，并且认为南亚高压的这种周期变化与海气之间的反馈作用有关。1990年代中后期，利用长时间的序列资料对南亚高压年际演变特征进行客观诊断分析成为热点。张琼等(2000)分析了南压高压年际变化的异常特征，指出南亚高压的异常具有空间的整体性和持续性，其明显的年际变化特征与热带海温异常密切相关：夏季南亚高压强度与全球海温异常(sea surface temperature anomaly，SSTA)的同期相关显著，青藏高压模态对应的全球SSTA分布类似于El Niño型SSTA分布，而伊朗高压模态对应的SSTA分布则类似于La Niña型分布。同时，ENSO事件对夏季南亚高压在对流层和平流层的结构也有一定影响，一般而言，在El Niño事件发生后南亚高压较弱，而在La Niña事件发生后南亚高压偏强(彭丽霞等，2009；李崇银等，2011)。也有学者从印度洋和太平洋的综合模态来研究海温异常对夏季南亚高压的影响，如李崇银和穆明权(2001)、杨辉和李崇银(2005)研究了该综合模态对南亚高压的影响：当综合模为正位相时，南亚高压偏弱、位置偏南偏东；综合模为负位相时，南亚高压偏强、位置偏北偏西，并提出了影响南亚高压强度的三种机制。谭晶等(2005)则指出南亚高压东伸脊点具有2～4年的年际变化，它与西太平洋的副高的活动也存在“相向而行”和“相背而斥”的关系。

上述研究结果表明，南亚高压的中心位置和强度具有明显的季节变化，而这种季节演变也表现出明显的年际变化特征。最近，我们的研究表明，孟加拉湾夏季风爆发前南亚高压的形成与春末夏初菲律宾群岛南部对流的加深发展关系密切，同时中南半岛局地对流的加强有利于南亚高压在亚洲夏季风爆发前西伸发展(Liu et al.,2013)。另一方面，随着热带对流沿“亚澳大陆桥”北移至中南半岛，中南半岛对流加强，有利于南亚高压的西伸发展(He et al.,2006；Liu et al.,2012)。值得注意的是，菲律宾群岛南部的对流和中南半岛局地对流强度都与ENSO事件的冷、暖位相有关(Ju and Slingo，1995；Lim and Kim，2007)。可见，南亚高压的建立过程与ENSO事件的关系十分密切。那么，(1)春末夏初菲律宾南部对流和中南半岛对流如何共同影响南亚高压的形成发展过程？(2)ENSO事件的冷、暖位相如何通过调控上述两个地区的局地对 流，进而影响由春到夏南亚高压的季节演变的年际变化？这正是本文关注的两个科学问题。 2 资料和方法

本文使用的资料是ECMWF的ERA-Interim再分析资料(1979～2010年)，水平分辨率为1.5°× 1.5°，垂直方向为37层等压面，变量包括三维风场、高度场和温度场。为了保证资料的一致性，地面降水资料也取自ERA-Interim资料集(Dee et al.,2011)。

本文根据NOAA CPC的ONI指数，定义了ENSO事件发生的年份(http://www.cpc.ncep.noaa. gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ONI_change.shtml [12])。该指数的定义方法如下：选取Niño3.4区(5°N～5°S，120°～170°W)平均海温异常(SSTA)做3月滑动平均，若连续5个月SSTA超过0.5°C(－0.5°C)，则认为当年发生了El Niño(La Niña)事件，对应ENSO事件的暖(冷)位相。据此定义可得El Niño年为1982、1986、1987、1991、1994、1997、2002、2004、2006、2009年共计10年，而La Niña年为1983、1984、1988、1995、1998、1999、2000、2005、2007年共计9年。考虑到海温异常具有很好的记忆性，前冬的ENSO信号可以维持到次年春季，因此取ENSO事件对应次年4～5月的环流和非绝热加热场进行合成分析，能够反映ENSO事件对南亚高压形成过程的影响和作用。

大气环流与非绝热加热的关系可以用全型垂直涡度方程(Wu and Liu，1998)描述：

刘伯奇等(2009)和秦育婧等(2013)利用150 hPa流场的逐候演变来表征4～5月南亚高压的建立过程。他们的结果表明，南亚高压首先形成于中南半岛附近，而这一过程与对流沿“亚澳大陆桥”北移至中南半岛的演变特征关系密切。事实上，200 hPa流场也可以反映南亚高压的形成过程(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 气候平均（1979～2010）200 hPa流场和位势高度场（阴影，单 位：gpm）的逐候演变：（a）第22候；（b）第23候；（c）第24候； （d）第25候Fig. 1 Evolution of climate mean (1979–2010) streamline field and geopotential height (shading) field at 200 hPa: (a) The 22nd pentad; (b) the 23rd pentad; (c) the 24 th pentad; (d) the 25 th pentad

就气候平均而言，在第23候之前(图 1a和1b)，亚洲南部至赤道之间的对流层高层被连续带状反气旋控制，反气旋中心位于西太平洋上空，该反气旋可西伸至阿拉伯海南部，同时反气旋脊线位于10°N以南，整个环流形势维持冬季型特征。第24候(图 1c)，高空环流发生了显著变化：一个闭合反气旋出现在中南半岛南部上空，与之对应的是高空高压中心的形成和高压脊线的逐渐北抬。该高空反气旋及其相伴随的高压中心就是南亚高压，这一过程就是我们关注的南亚高压形成过程。此过程的最显著特征是在南海西部—菲律宾群岛的对流层高层出现偏北气流，将南亚高压从先前的连续带状反气旋系统中独立出来。南亚高压形成后(图 1d)，迅速加强北抬，表现为高压中心明显加强，同时高压脊线向北移动至12.5°N附近。

传统观点认为，由春至夏，南亚高压从西太平洋上空“快速西移”到中南半岛附近。但是，冬半年中心位于西太平洋上空的高空反气旋与南亚高压的性质具有本质不同。在中南半岛南部的南亚高压中心形成前，高空反气旋中心位于西太平洋上空(图 1a和1b)，这时西太平洋的对流层低层也被明显的反气旋式环流控制(图 2a和2b)，因此这时的高、低环流系统属于相当正压结构，表现为沿反气旋主体的流函数纬向偏差随高度明显向西倾斜(图 3a和3b)。而在南亚高压形成于中南半岛南部后(图 1c和1d)，对流层低层为明显的辐合运动，因此南亚高压表现为明显的斜压结构，在流函数场上呈现出高、低空反位相的特征(图 3c和3d)。可见，南亚高压形成前位于西太平洋上空的高空反气旋属于动力型环流系统，表现为明显的相当正压结 构，而形成于中南半岛南部的南亚高压则是热力型环流系统，表现为明显的斜压结构，这与刘宣飞等基于NCEP/NCAR再分析资料所得的结果一致(刘宣飞等，1999)。因此，春末夏初南亚高压出现在中南半岛上空的现象不能视为高空反气旋的 “快速西移”，而是南亚高压生成发展，并最终从原先的高空反气旋中独立出来的过程。Liu et al.(2013)基于合成分析的结果指出，孟加拉湾夏季风爆发前南亚高压的形成和西伸分别与菲律宾群岛南部对流的加强以及中南半岛局地对流的发展有关。那么，上述对流系统又是如何影响南亚高压中心的形成过程？下文将针对这一问题展开讨论。

图 2

Fig. 2

图 2 925 hPa流场的逐候演变特征。黑色阴影表示地形，(a)至(d)依次为第22候至第25候 Fig. 2 Evolution of 925-hPa streamline field. Dark shading is for the orography，(a)to(d)represent the 22nd to 25th pentad in order

图 3

Fig. 3

图 3 流函数纬向偏差沿5°～15°N平均的气压—经度剖面(单位： 106 m2 s-1)。灰色阴影表示大于3×106 m2 s-1的区域，(a)至(d)依次为第22候至第25候，黑色阴影表示地形 Fig. 3 Pressure-longitude cross sections of zonal deviation of stream function(106 m2 s-1)averaged for 5°-15°N. Values greater than 3× 106 m2 s-1 are shaded;(a)to(d)are for the 22nd to 25th pentad，respectively; dark shading is for the topography

环流变化与降水特征密不可分，图 4是4月底至5月初亚洲南部降水的逐候演变。在南亚高压形成前(图 4a)，热带降水大值区大都集中在5°N以南的近赤道地区，而10°N以北的中南半岛北部地区、青藏高原南坡和我国华南地区也存在降水中心。在南亚高压形成前后的第23和24候(图 4b和4c)，菲律宾群岛南部和中南半岛北部地区降水明显增加。这种降水的增大与低空环流的演变(图 2)有关。在南亚高压形成之前(图 2a和2b)，一方面由于太阳直射点在北半球近赤道地区，相应地西太平洋上空的副热带反气旋位置偏南，菲律宾群岛南部的偏东气流较弱；另一方面春末夏初亚洲南部的低空环流也明显地受青藏高原热力和动力作用影响。在青藏 高原的强迫作用下，印度半岛盛行低空西北风，而中南半岛盛行低空西南风，将孟加拉湾的水汽向中南半岛上空输送。

图 4

Fig. 4

图 4 南亚高压形成前后地面降水场(mm d-1)的演变。灰色阴影表示降水大于8 mm d-1的区域，(a)至(d)依次为第22候至第25候 ;Fig. 4 Evolution of surface rainfall(mm d-1)before and after the South Asia High(SAH)formation. Values greater than 8 mm day-1 are highlighted by gray shading，(a)to(d)are for the 22nd to 25th pentad，respectively

而在南亚高压形成的第24候(图 2c)，低空环流发生了明显变化。一方面，随着太阳直射点逐渐向北移动，西太平洋副热带反气旋也缓慢北抬，其南侧的低空东风气流到达菲律宾群岛南部，表现为第23至第24候期间，菲律宾群岛南部的低层东风加强(图 5a和5b)。在局地地形的影响下，东风气流在迎风坡抬升，水汽凝结，令菲律宾群岛东南部降水明显增多(图 4c)。另一方面，中南半岛的局地偏南气流将水汽向北输送，在南风触及半岛北部的地形后，气流抬升使局地降水加强。加强了的降水有利于低空南风的发展，促使热带对流沿着“亚澳大陆桥”向北推进，进一步加强了中南半岛的局地降水。值得注意的是，第24候孟加拉湾东北部尚未出现降水大值区，孟加拉湾夏季风还未爆发，说明中南半岛局地对流的加强超前于孟加拉湾夏季风的爆发。下面将分别讨论菲律宾群岛南部和中南半岛局地降水增大对南亚高压形成过程的贡献。

图 5

Fig. 5

图 5 南亚高压形成前后纬向风变化(第24候减去第23候，单位： m s-1)(a)沿1.5°～7.5°N平均的气压—经度剖面和(b)沿120°～130°E平均的气压—纬度剖面。灰色阴影表示东风变化大于－0.5 m s-1的区域，黑色阴影表示地形 Fig. 5(a)1.5°-7.5°N averaged pressure-longitude cross section and (b)120°-130°E averaged pressure-latitude cross section of zonal wind variation(m s-1)before and after the SAH formation(the 24th pentad minus the 23rd pentad). Easterly changes greater than －0.5 m s-1 are shaded in gray; dark shading is for the topography

首先，菲律宾群岛南部降水增强，相应地局地非绝热加热作用加强(图 6c)。在非绝热加热区以北，与非绝热加热水平非均匀分布有关的涡度源是主要强迫源，根据方程(4)，非绝热加热区以北出现了负涡度源(图 6d)。在对流层上部热带东风气流的作用下(图 1c)，负涡度向南海输送，令南海上空出现反气旋式环流，南亚高压初步形成。这时，南亚高压东侧的偏北风向负涡度源区输送正行星涡度，有利于大气环流响应向定常态发展。上述偏北风将南亚高压从原先的高空反气旋带中独立出来，形成了新的闭合反气旋中心。整个南亚高压的形成过程类似于大气环流相对于非绝热加热的Gill型(Gill，1980)响应，但是与传统Gill型响 应的最大区别是高空涡度平流和非绝热加热的水平非均匀分布起着重要作用。同时，中南半岛局地对流发展，加强了当地的非绝热加热作用(图 6a)。这时南亚高压位于非绝热加热区上方，而在非绝热加热区内，非绝热加热的垂直变化是主要强迫项，根据方程(5)，中南半岛局地的对流层中上部出现明显的负涡度源(图 6b)。考虑到高压脊线附近的相对涡度平流作用很弱，因此中南半岛的高层负涡度源强迫能够令局地负相对涡度增大，使得南亚高压快速加强发展，一方面高压东侧的正行星涡度平流加强，并逐渐与负涡度增长相抵消，有利于大气环流响应向定常态发展；另一方面在高压西侧存在负行星涡度平流，促使南亚高压向西伸展。当大气环流响应达到定常态后，非绝热加热区的高空为反气旋式环流，低空为气旋式环流，因此在非绝热加热中心东侧产生垂直北风切变，导致中南半岛东侧南海地区的上升运动，有利于南海季风对流的建立和发展，南亚高压随之东伸发展。这时高压东侧的偏北气流加大，在西太平洋上空造成明显的正行星涡度平流，使原先位于西太平洋上空的高空反气旋减弱，从而令南亚高压成为亚洲南部对流层高层最显著最强大的环流系统(Liu et al.,2012)。

图 6

Fig. 6

图 6(a)南亚高压形成前后(第24候减去第23候)中南半岛附近(沿100°～110°E平均)非绝热加热Q1变化(K d-1)及(b)其垂直差异产生的涡源强迫Qz变化(10-11 s-2)的气压—纬度剖面。(c)南亚高压形成前后(第24候减去第23候)菲律宾群岛附近(沿125°～130°E平均)非绝热加热Q1变化(K d-1)及(d)其水平差异产生的涡源强迫S变化(10-11 s-2)的气压—纬度剖面。(a、c)中的灰色阴影是Q1变化大于0.4 K d-1的区域，(b、d)中的灰色阴影分别表示Qz和S变化大于0.5×10−11 s−2的区域。黑色阴影表示地形 Fig. 6 Pressure-latitude cross sections of differences of(a)diabatic heating Q1(K d-1) and (b)vorticity forcing(Qz)induced by vertical difference of Q1(10-11 s-2)near the Indo-China Peninsula(averaged over 100°-110°E)before and after the SAH formation(the 24th minus 23nd pentad). Pressure-latitude cross sections of differences of(c)diabatic heating Q1(K d-1) and (d)vorticity forcing(S)induced by horizontal difference of Q1(10-11 s-2)near the Indo-China Peninsula(averaged over 125°-130°E)before and after the SAH formation(the 24th minus 23nd pentad). Q1 variations greater than 0.4 K d-1 are shaded in(a) and (c)，while Qz and S variations greater than 0.5×10−11 s−2 are shaded in(b) and (d)，respectively. Dark shading is for the topography

综上所述，春末夏初南亚高压形成过程的主要特征是闭合的高空反气旋首先出现在南海西部至中南半岛南部地区，随后逐渐加强并西伸北抬，5月初时南亚高压位于缅甸仰光上空。南亚高压是热力型环流，高、低层环流系统反位相，表现出明显的斜压性。而南亚高压的形成与4月底菲律宾南部和中南半岛局地的对流发展关系密切。其中菲律宾南部的对流激发了南亚高压，而中南半岛局地对流的加强则使得南亚高压西伸发展，并逐渐北抬。可见，上述两个地区对流释放的凝结潜热决定了南亚高压的形成过程。事实上，这两个地区的对流强度与ENSO事件联系紧密。那么，ENSO事件的冷、暖位相是否能够通过影响上述两个地区的对流强度，进而调控南亚高压的生成过程？ 4 ENSO事件对南亚高压建立过程的影响

由于海温具有很好的记忆性，因此前冬的ENSO信号可以维持到次年春季。图 7是ENSO 冷、暖位相下次年4月SST及大尺度环流的合成差值场。虽然此时ENSO事件处于衰减阶段，但是SST和大尺度环流仍表现出很明显的异常信号。在暖事件(El Niño事件)发生后的次年4月，暖海温异常极大值区位于赤道中东太平洋，通过“大气桥”(吴国雄和孟文，1998；Klein et al.,1999；孟文和吴国雄，2000；Alexander et al.,2002)，它可以影响到印度洋暖池区的海温异常，使得热带东印度洋也出现明显的暖海温异常(图 7a)。同时，西南印度洋也存在暖SST异常，这与ENSO事件引起的海洋动力Rossby波传播过程有关(Xie et al.,2002)。而此时的冷SST异常则出现在南、北太平洋和西太平洋­—菲律宾海附近。其中南、北太平洋的冷SST异常与局地经圈环流异常有关，而西太平洋­—菲律宾海的冷SST异常则与Walker环流异常和局地海气相互作用的反馈作用联系密切(Wang et al.,2000)。与SST异常相联系的大气环流特征在ENSO事件冷、暖位相下也存在明显差异(图 7b)。在El Niño次年4月，Walker环流异常上升支位于赤道东太平洋，而异常下沉支则位于西太平洋­­—菲律宾海附近，抑制了该地区热带对流的发展，不利于ITCZ的季节性北移。在La Niña次年4月，上述SST和Walker环流异常反位相。考虑到ENSO事件造成的异常信号能够维持较长时间，而南亚高压的形成过程属于天气尺度活动，因此，ENSO事件引起的SST和环流异常能够改变背景场，进而影响南亚高压的形成过程。

图 7

Fig. 7

图 7 ENSO冷、暖位相下4月(a)海表温度(间隔0.5°C)、(b)200 hPa辐散风(矢量，m s-1)和速度势垂直切变(等值线，200 hPa－850 hPa，间隔1×106 m2 s-1)的差值分布特征(El Niño-La Niña，阴影表示通过95%显著性检验的区域) Fig. 7 Difference distribution of(a)SST(interval is 0.5°C)，(b)200-hPa divergent wind(vectors，m s-1) and vertical shear of velocity potential(contours，200 hPa minus 850 hPa，interval is 1×106 m2s-1)in April between the warm and cold phases of ENSO events(El Niño minus La Niña，shading represents the region with confidence level greater than 95%)

图 8反映了ENSO冷、暖位相下南亚高压形成过程的差异。第23候(图 8a和8d)，无论El Niño还是La Niña背景下，中南半岛南部的对流层高层均不存在南亚高压，说明此时环流仍维持冬季型，但是在亚洲南部地区，El Niño(La Niña)背景下高空反气旋脊线位置偏南(北)。至第24候，高空环流的变化在ENSO冷、暖位相下的差异很明显：在El Niño背景下，南海南部至菲律宾群岛南部的对流层高层受西风气流控制，高空南亚高压形成于苏门答腊群岛上空，这时北风大值区位于南海南部至加里曼丹岛北部上空(图 8b)。随后南亚高压停留在中南半岛以南的泰国湾上空，并未明显向北移动(图 8c)；而在La Niña背景下，第24候10°N附近的南海至菲律宾群岛一带的对流层高层为明显的东风气流，同时南海—菲律宾群岛上空的北风明显加强，原先位于海洋上空的反气旋环流快速减弱，令南亚高压成为对流层高层最明显最强大的环流系统(图 8e)，此后南亚高压明显西伸发展并向北推进，中心位于中南半岛中部上空(图 8f)。对比ENSO冷、暖位相下南亚高压的形成过程可知，在El Niño事件的影响下，南亚高压形成于苏门答腊群岛北部至泰国湾上空，较气候态的形成位置偏南偏西，且其生成后西伸北抬的趋势很弱；而在La Niña事件发生后，南亚高压形成于中南半岛中部上空，较气候态的形成位置明显偏北，且其纬向跨度明显偏大，表现为南海­—菲律宾上空的偏北气流十分强盛。

图 8

Fig. 8

图 8 ENSO冷、暖位相(a-c: El Niño; d-f: La Niña)第23～25候200 hPa流场的演变特征(粗虚线为高压脊线)：(a，d)第23候；(b，e)第24候；(c，f)第25候 Fig. 8 Evolution of 200-hPa streamline field from the 23rd to 25th pentad under the warm and cold phases of ENSO events(a-c: El Niño; d-f: La Niña):(a，d)The 23rd pentad;(b，e)the 24th pentad;(c，f)the 25th pentad

由于高、低空环流联系紧密，而且低空环流与对流活动的关系十分密切，因此需要进一步分析ENSO冷、暖位相下南亚高压形成期间低空流场演变特征的差异(图 9)。在菲律宾群岛附近，El Niño事件令亚洲南部地区的暖SST异常中心位于孟加拉湾南部，而冷SST异常中心则位于菲律宾海­—西北太平洋地区(图 7a)。这种SST异常的纬向梯度加强了10°N附近的对流层低层东风气流(图 9a-c)。而在La Niña背景下，由于SST异常的纬向梯度相反，造成了10°N附近的低空东风气流偏弱(图 9d-f)。另一方面，El Niño信号造成的Walker环流异常下沉支位于菲律宾群岛南部(图 7b)，相应地西太平洋上空应出现异常低层西风，不利于局地东风气流的加强。反之，La Niña信号导致的Walker环流异常上升支能够引起西太平洋地区的异常低空东风，进而增强该地区的东风气流。因此，ENSO事件造成的Walker环流异常和孟加拉湾至西太平洋的SST异常的纬向梯度所导致的菲律宾群岛附近低层东风异常相反。由图 9可知，菲律宾群岛附近的低层东风在El Niño事件发生后异常加强，而在La Niña事件发生后异常减弱，说明菲律宾群岛附近的低空纬向风异常主要受控于孟加拉湾至西太平洋SST异常的纬向梯度。而在孟加拉湾北部地区，低空反气旋在El Niño次年4月底能够存在较长时间。这是因为上述的偏强东风能够提供正压稳定的环流条件，有助于低空反气旋的维持，而该低空反气旋减弱了中南半岛上空的低层南风。从SST异常的角度看，这时显著的暖SST异常中心出现在孟加拉湾南部，能够产生异常局地经圈环流，其下沉支位于孟加拉湾北部和中南半岛，一方面维持了海洋上的低空反气旋，另一方面也进一步减弱了半岛上空的偏南气流。而在La Niña背景下，上述低空环流的演变特征正好相反，即10°N附近的低空东风偏弱，而中南半岛的低空南风偏强(图 9d-f)。

图 9

Fig. 9

图 9 ENSO冷、暖位相(a-c: El Niño; d-f: La Niña)第23～25候925 hPa流场的演变特征：(a，d)第23候；(b，e)第24候；(c，f)第25候。粗虚线为高压脊线；黑色阴影表示地形 Fig. 9 Evolution of 925-hPa streamline field under the warm and cold phases of ENSO events(a-c: El Niño; d-f: La Niña)from the 23rd to 25th pentad:(a，d)The 23rd pentad;(b，e)the 24th pentad;(c，f)the 25th pentad. Dark shading is for the topography

气候平均场的演变特征说明，在南亚高压形成前后，随着热带东风季节性北移至菲律宾群岛南部，该地区对流迅速发展。然而在El Niño次年4月底，虽然10°N附近低空东风气流偏强，但是菲律宾群岛南部的对流却偏弱，这时对流降水在赤道附近的加里曼丹岛以东地区快速发展(图 10a-c)。而在La Niña事件的影响下，虽然SST异常的纬向梯度减弱了菲律宾群岛附近的东风气流，但此时菲律宾群岛南部的对流却明显偏强(图 10d-f)。这说明虽然热带东风的季节性北移是产生菲律宾南部对流降水的必要条件，但是该地区对流降水强度的年际变化却主要受SST纬向梯度异常和大尺度Walker环流的垂直运动异常影响。一方面，在El Niño次年虽然菲律宾群岛附近偏东气流偏强，但是其东侧菲律宾海—西太平洋SST偏低，相应低空比湿也较小，从而减弱了低层东风引起的水汽向西输送，所以该东风异常对菲律宾群岛南部对流发展的贡献较小。与此同时，加里曼丹岛以东海域的SST较高，对应较大的低层比湿，在低层东风到达该处后，对流迅速加强。另一方面，与El Niño信号有关的大尺度异常Walker环流的下沉支位于菲律宾群岛南部(图 7b)，阻碍了对流在菲律宾南部的加深发展和热带对流的季节性北上，将降水限制在近赤道地区。而在La Niña事件发生后，西太平洋SST偏高，低空比湿较大，因此较弱的偏东气流到达菲律宾群岛南部后，仍然可以产生明显降水；同时大尺度Walker环流的异常上升支位于菲律宾群岛南部，也为该地区降水的快速增长提供了有利的背景条件。以上分析表明，低空东风是菲律宾群岛南部附近对流发生的触发因子，但是该对流的强度则取决于局地SST纬向梯度异常和大尺度Walker环流的垂直运动异常。

图 10

Fig. 10

图 10 ENSO冷、暖位相下(a-c: El Niño; d-f: La Niña)第23～25候菲律宾群岛附近(沿125°～130°E)非绝热加热Q1(K d-1)的气压—经度剖面的演变特征：(a，d)第23候；(b，e)第24候；(c，f)第25候。灰色阴影表示Q1＞2 K d-1的区域，黑色阴影表示地形 Fig. 10 Pressure-longitude cross sections of diabatic heating(Q1，K d-1)near the Philippines(averaged over 125°-130°E)under the warm and cold phases of ENSO events(a-c: El Niño; d-f: La Niña)from the 23rd to 25th pentad:(a，d)The 23rd pentad;(b，e)the 24th pentad;(c，f)the 25th pentad. Q1 greater than 2 K d-1 are shaded in gray; dark shading is for the topography

同时，ENSO信号还影响着中南半岛的局地对流。在El Niño事件发生后，中南半岛低空南风偏弱(图 9a-c)，既不利于局地对流的发展，也阻碍了热带对流沿“亚澳大陆桥”向北传播，导致中南半岛局地对流在南亚高压形成前后明显偏弱(图 11a-c)。而在La Niña事件的影响下，中南半岛低空南风偏强，一方面加强了半岛北部的对流，另一方面也促使热带对流北上，两者的共同作用令中 南半岛对流在南亚高压形成前后明显偏强(图 11d-f)。

图 11

Fig. 11

图 11 同图 10，但为沿着中南半岛附近(沿100°～110°E)的气压—经度剖面 Fig. 11 Same as Fig. 10，but for the pressure-longitude cross sections of Q1 near the Indo-China Peninsula(averaged over 100°-110°E)

根据第3节的分析，高空南亚高压的形成过程与菲律宾群岛南部和中南半岛对流的加强有关。因此，ENSO不同位相下南亚高压形成过程的差别可以归因于上述两处对流活动特征的差异。在El Niño事件发生后，菲律宾群岛南部对流较弱，而热带对流发展最旺盛的区域位于加里曼丹岛以东的近 赤道地区(图 10b)，考虑到这时高空东风气流也 位于这一区域，根据方程(4)，高空北风出现在10°N以南的加里曼丹岛上空，相应地南亚高压出 现在泰国湾上空(图 8b)，位置较气候态明显偏 南。此后，由于中南半岛局地对流受抑制，同时热带对流无法沿“亚澳大陆桥”北上(图 11b-c)，令中南半岛对流无法迅速加强，从而制约了南亚高 压的北上，高空反气旋中心维持在苏门答腊群岛北部上空(图 8c)。而在La Niña事件之后，菲律 宾群岛南部对流明显加强(图 10b)，在高空东风气流的作用下，南亚高压形成于10°N以北的中南半岛南部上空(图 8e)。随后中南半岛附近的低空南风加强，有利于局地对流的发展和热带对流沿“亚澳大陆桥”北上，两者的共同作用令中南半岛对流快速发展(图 11e-f)，根据方程(5)，南亚高压明显西伸北抬，并最终位于中南半岛中北部上空(图 8f)。

总之，南亚高压的形成过程在ENSO冷、暖位相下具有明显差异，造成这种差异的主要原因是菲律宾群岛附近和中南半岛对流在ENSO冷、暖位相下具有不同的演变特征。然而无论是在El Niño还是La Niña事件下，第3节所揭示的南亚高压形成的动力学机制都是适用的。 5 结论和讨论

本文利用ERA-Interim再分析资料，以气候态南亚高压的形成过程为切入点，着眼于这一过程的动力学机制，重点讨论了该过程与春末夏初菲律宾群岛南部和中南半岛的对流发展的内在联系，研究的落脚点是ENSO事件对南亚高压形成过程的调控作用。主要结论如下：

(1)4月底，南亚高压形成于中南半岛上空，其形成过程的主要特征是闭合高空反气旋从冬季海洋反气旋中独立出来。首先，随着太阳高度角的季节性北抬，低空热带东风带随之向北推进，当这支偏东气流到达菲律宾群岛南部后，在局地地形的强迫作用下，气流抬升，在迎风坡形成明显的对流性降水，其释放的凝结潜热能够在加热区以北产生高空负涡度源。此时，高空热带东风急流能够将负涡度向南海和中南半岛输送，令其上空出现反气旋式环流，从而在南海附近形成明显的偏北气流，将南亚高压从原先的反气旋系统中独立出来。同时，随着中南半岛地区低空南风的增大，一方面加强了半岛北部地区的降水，另一方面令热带对流沿着“亚澳大陆桥”向北传播至中南半岛。两者共同加强了中南半岛的局地对流，而对流释放的凝结潜热令其上空的反气旋环流快速加强，导致南亚高压西伸发展，并逐渐北抬。

(2)ENSO事件的冷、暖位相能够通过调控菲律宾群岛附近和中南半岛的局地对流强度，进而影响南亚高压的形成过程。暖事件(El Niño事件)发生后，在孟加拉湾至西太平洋SST异常和大尺度Walker环流异常的影响下，4月底10°N以南的对流首先在加里曼丹岛以东加强，令南亚高压形成于泰国湾上空，随后由于中南半岛低空南风偏弱，不利于局地对流加深发展，因此制约了南亚高压的西伸北抬，使南亚高压停留在苏门答腊群岛北部上空。而在冷事件(La Niña事件)发生后，4月底菲律宾群岛附近对流首先发展，令南亚高压形成于10°N以北的中南半岛中部，之后中南半岛附近偏强的低空南风一方面有利于半岛北部对流的迅速加强，另一方面也有利于热带对流沿“亚澳大陆桥”北上，两者的共同作用导致了南亚高压的明显西伸，并迅速北抬。总之，ENSO事件的冷、暖位相主要影响了南亚高压形成的经向位置和活动特征，在El Niño次年，由于热带对流系统性偏南，南亚高压的形成位置也偏南，同时其北上偏晚；而在La Niña次年，明显偏北的热带对流系统令南亚高压形成于10°N以北地区，并且迅速北抬。这种ENSO事件对热带对流带经向位置的调控作用与Ju and Slingo(1995)的研究结果一致，但是本文的研究突出了关键区对流活动对南亚高压形成过程的影响，为进一步认识南亚高压季节演变的年际变率提供了新思路。

本文将南亚高压的形成过程与亚洲南部局地对流的加深发展相联系，指出菲律宾群岛南部和中南半岛局地对流在该过程中扮演着重要角色。但是，仍需要进一步分析影响菲律宾群岛南部对流年际变化的因素。一方面，低层热带东风的季节性北抬触发了菲律宾群岛南部对流，这与菲律宾群岛的地形分布特征有关。另一方面，菲律宾群岛周围的SST和大尺度环流的垂直运动能够调控该对流的强 度。因此将来需要利用数值模式定量分析菲律宾群岛地形和周边SST对局地对流强度变化的相对贡献。此外，南亚高压形成阶段的降水分布(图 4)说明，南亚高压的形成和西伸超前于孟加拉湾夏季风的爆发，证明了Liu et al.(2013)基于合成分析的结果也适用于气候平均态，即南亚高压西伸引起的高空辐散抽吸作用，触发了低空的孟加拉湾季风爆发性涡旋，孟加拉湾夏季风随之爆发。值得注意的是，在El Niño次年4月，一方面，在“大气桥”的影响下，10°N附近孟加拉湾SST异常偏高(Klein et al.,1999)，有利于表面气旋性涡旋的形成(Wu et al.,2012)；另一方面，这时南亚高压位于10°N以南的近赤道地区，相应地高空辐散抽吸也位于赤道附近，因此孟加拉湾地区的暖SST中心和高空抽吸中心无法有效配合，从而抑制了季风对流的发展，导致El Niño次年孟加拉湾夏季风爆发偏晚(Mao and Wu，2007)。但是高空抽吸作用和孟加拉湾春季暖池对亚洲夏季风爆发过程的综合影响还需要更多工作来验证。

南亚高压的准双周振荡及其与西太平洋副热 带高压的位置关系是陶诗言先生的开创性工作之一，他提出了南亚高压是亚洲夏季风的高空成 员。这些重要成果为我们进一步研究南亚高压与亚洲夏季风的爆发和推进过程提供了坚实的理论基础。谨以此文纪念和缅怀陶诗言先生。